Hình dạng lòng sông và tương tác dòng nước lòng sông

Một phần của tài liệu Giáo trình tài nguyên nước nguyễn thị phương loan (Trang 47)

2.5.1 Hình dạng lòng sông trên mặt bằng

Trong các thung lũng khó xói, hình dạng lòng sông trên mặt bằng hình thành do sự thích nghi của dòng nước với những chỗ uốn cong của địa hình - gọi là uốn khúc sơn văn, có tính tương đối ổn định, thường gặp ở vùng thượng lưu sông. Trong điều kiện đáy thung lũng dễ bị

xâm thực, các khúc uốn hình thành do hệ quả tương tác dòng nước - lòng sông, gọi là uốn khúc thuỷ văn, thường gặp trong vùng đồng bằng.

Nghiên cứu hình dạng lòng sông trong các thung lũng đồng bằng dễ xói cho thấy chính dạng lòng sông uốn khúc mới thuộc loại ổn định và mang tính đặc trưng. Tuy nhiên các khúc uốn cũng biến động tuân theo một số xu thế chính sau: 1- Chuyển dịch tự do xuôi dòng; 2- Chuyển dịch quanh những điểm uốn cốđịnh trên mặt bằng; 3- Cắt dòng.

Sự chuyển dịch tự do của các khúc uốn xuôi dòng chỉ có thể xảy ra trong điều kiện đất đá

đồng nhất. Khi đó dòng nước chuyển động xói vào phần dưới của tất cả các đoạn lõm, làm cho các khúc uốn dịch chuyển dần về xuôi. Trong điều kiện đáy thung lũng cấu tạo không

đồng nhất, với những vị trí khó xói, thì chuyển dịch các khúc uốn bị cản trở, các khúc uốn sẽ

phát triển xoay quanh những điểm khó xói này.

Độ uốn khúc càng lớn, độ dốc và do đó khả năng tiêu thoát nước càng giảm. Sự giảm này có thể đi tới giới hạn mà tại đó dòng nước không có khả năng xói mòn tiếp các bờ, làm cho các khúc uốn không phát triển thêm được, tạo ra những dạng mêanđrơổn định.

Hạ lưu các sông có đồng bằng châu thổ lớn và đổ ra vùng biển có biên độ triều lớn cũng thường uốn khúc mạnh

Trong quá trình phát triển tự do, sẽ xuất hiện những đoạn sông cong gấp khúc, bán kính cong rất nhỏ, điểm đầu và điểm cuối đoạn cong rất gần nhau trên mặt bằng. Khi lượng nước mùa lũ lớn, tiêu thoát qua khúc uốn gặp khó khăn, nếu eo đất nhỏ giữa hai đầu khúc uốn dễ

xói, dòng nước lũ sẽ cắt qua đó, tạo thành một đường nước chảy mới ngắn hơn và có độ dốc lớn hơn, thoát lũ nhanh hơn. Đồng thời do lưu tốc lớn, sức tải cát của dòng nước trong đoạn sông mới tạo ra sẽ lớn, trong khi đó, cửa vào của đoạn sông mới nằm sát bờ lõm của đoạn cong cũ nên nước vào là nước trên mặt mang ít phù sa, dẫn đến quá trình xói lở trên đoạn sông mới diễn ra rất mạnh, mặt cắt mở rộng nhanh. Ngược lại, trên đoạn cong cũ, vì độ dốc nhỏ, lưu tốc nhỏ, sức tải cát nhỏ, trong khi đó dòng vào mang nhiều bùn cát nên bị bồi mạnh, chỉ sau 3 - 4 năm phần đầu của đoạn sông cong cũ sẽ bị lấp hoàn toàn, phần cuối thường sẽ

hình thành hồ.

Sự thay đổi cao độ mốc xâm thực cơ sở (nhân tạo hoặc tự nhiên) cũng là một nguyên nhân quan trọng dẫn tới thay đổi chế độ thuỷ lực trong sông, thay đổi tương tác dòng nước lòng sông, dẫn đến những biến động bất thường hình dạng lòng sông trên mặt bằng, nâng cao hoặc hạ thấp đáy sông, tạo ra các thềm sông mới.

HÌNH 2.2.

SƠĐồ CHUYểN DịCH Vị TRÍ LÒNG SÔNG THEO THờI GIAN

2.5.2 Hình dạng đáy sông

Hình dạng đáy sông thường không đều đặn và bằng phẳng mà bao gồm các lạch sâu và bãi cạn xen kẽ nhau kiểu bàn cờ. Trên đoạn sông cong hình đạng này thể hiện rõ nét nhất với một lạch sâu ăn sát vào bờ lõm ở phần đầu của đoạn sông cong và một bãi cạn bên bờ lồi ở

phần cuối của đoạn sông cong, ngoài ra trên đoạn sông cong còn hình thành một bãi nông hình yên ngựa vắt ngang sông cắt qua đường sâu nhất.

Định luật Facgơ về mối tương quan giữa độ cong của đoạn sông và hình dạng đáy sông phát biểu như sau:

Đường có độ sâu lớn nhất dọc sông nép sát vào bờ lõm và đối diện với chúng là những bãi bồi nông.

Phần sâu nhất của lạch sâu và phần nông nhất của bãi vắt dịch xuống theo dòng so với những điểm có độ cong lớn nhất và nhỏ nhất gần bằng 1/4 chiều dài của lạch sâu cộng bãi vắt. Sự thay đổi độ sâu nhịp nhàng hình thành khi độ cong thay đổi nhịp nhàng, mọi sự thay

đổi độ cong đột ngột sẽ khiến độ sâu thay đổi đột ngột.

Độ cong càng lớn, độ sâu của lạch càng lớn.

Đối với một độ cong cho sẵn, khi độ dài của đoạn sông tăng, độ sâu lúc đầu tăng rồi sau

đó giảm và đối với mỗi đoạn sông tồn tại một giá trị độ dài đường cong trung bình nào đó thích hợp nhất với các độ sâu.

Độ uốn khúc tăng dẫn đến giảm độ dốc, giảm thời gian chảy truyền, giảm mức ác liệt của lũ và ngược lại. Trong điều kiện thung lũng đồng bằng, độ uốn khúc thuỷ văn tự nhiên thể

hiện trạng thái cân bằng tương đối ổn định của tương tác dòng nước - lòng sông.

Những cố gắng nhân tạo hướng tới thay đổi độ uốn khúc trên một đoạn sông, thay đổi hình dạng bờ đáy có thể dẫn tới thay đổi tương tác bờ đáy tại chỗ và tạo ra phản ứng dây chuyền tới toàn bộ quá trình trên phần hạ lưu công trình, phá vỡ quy luật tự nhiên toàn tuyến, tạo ra bất thường dòng chảy lũ và biến hình sóng lũ ngoài khả năng dựđoán và phòng tránh, gây hệ quả nghiêm trọng. Đây là cơ sở khoa học cho công tác thiết kế chỉnh trị dòng sông phục vụ giao thông vận tải cũng như chống xói lở bờ.

Trên nhiều đoạn sông thẳng và rộng, nếu lòng sông dễ xói hơn bờ thì quá trình xói bồi

đáy sông có thể dẫn tới hình thành các bãi bên nằm so le nhau ở hai bên bờ, đối diện mỗi bãi là lạch sâu, giữa hai lạch sâu cũng có một ghềnh cạn, đường chủ lưu là một đường uốn khúc. Về mùa kiệt, các bãi nổi lên, lòng sông trở nên quanh co uốn khúc, chảy quanh các bãi bên. Theo Rôsinski, trong sông thẳng, bãi ở vị trí so le là không thể tránh khỏi; Do tác dụng qua lại giữa dòng nước và lòng sông, khiến cho lòng sông sinh ra biến hình hoặc có những bãi bên so le nhau để thích ứng với kết cấu của dòng nước. Những bãi bên này cũng di chuyển dần về hạ

lưu trong khi bảo tồn về hình dạng và cấu trúc so le, gây bất lợi cho các hoạt động kinh tế cần

độ sâu ổn định ở vùng bờ.

Đoạn sông thẳng có lòng sông đơn nhất phần nhiều nằm trong thung lũng sông thẳng, hẹp, hoặc trong thung lũng sông rộng nhưng bờ khó xói lở, thổ nhưỡng ven bờ phần lớn là đất thịt pha sét hoặc đất sét chịu được xói.

2.5.3 Chỉ tiêu ổn định lòng sông

Chỉ tiêu ổn định lòng sông theo chiều dọc của Makavêep

ϕh = d/(hI) (2.6)

trong đó: d- đường kính hạt lơ lửng (mm); h- độ sâu (m); I - độ dốc mặt nước (mm/m). Khi hệ số ổn định lớn, độ ổn định lớn. Khi hệ số ổn định nhỏ (< 0,2), độ ổn định lòng sông sẽ kém.

Hệ sốổn định lòng sông theo chiều rộng của Antunin:

ϕB = B.I1/5. Q-1/2 (2.7)

trong đó: I - độ dốc mặt nước; B - độ rộng sông ứng với lưu lượng tạo lòng (m); Q- lưu lượng tạo lòng (m3/s)

Hệ số ϕB thay đổi trong khoảng từ 0,5 - 1,7. Hệ số càng nhỏ thì độổn định của bờ sông càng lớn.

Lưu lượng tạo lòng là lưu lượng có tác dụng rất lớn đến quá trình tạo lòng sông cũng như

diễn biến lòng sông. Theo Makavêep, diễn biến lòng sông có quan hệ chặt chẽ với chuyển

động của bùn cát. Mức chuyển cát càng lớn thì diễn biến lòng sông càng mạnh. Lưu lượng tương ứng với mức chuyển cát lớn nhất là lưu lượng tạo lòng. Theo Makavêep, lưu lượng

ứng với giá trị (Qm.P.I) lớn nhất sẽ là lưu lượng tạo lòng, trong đó: Q - lưu lượng nước, P - tần số xuất hiện của lưu lượng Q trong năm điển hình (năm có lượng ngậm cát bình quân năm bằng trung bình nhiều năm), I - độ dốc mặt nước ứng với mức lưu lượng Q.

Đa số các sông chưa chỉnh trịở châu Âu có hai trị số cực đại của tích (Qm.P.I): Trị sốđầu

ứng với mực nước lớn có tần suất 5 – 10% và tạo thành lưu lượng tạo lòng mùa lũ, trị số cực

đại thứ 2 tương ứng mực nước có tần suất 25 – 50% tạo thành lưu lượng tạo lòng mùa kiệt. Tính toán thử nghiệm cho sông Hồng, đoạn Sơn Tây - cửa sông Đuống cho thấy Q tạo lòng thứ nhất bằng 11.200m3/s, Q tạo lòng thứ hai bằng 8.000m3/s.

2.5.4 Dòng chảy phù sa

Dòng chảy phù sa là dòng vật chất dạng hạt chuyển động trong sông cùng với dòng nước. Nguồn cung cấp phù sa cho sông là: 1- Xói mòn bề mặt và cuốn theo do dòng nước, gió; 2- Xói mòn bờđáy.

Phù sa trong sông được phân thành hai loại theo đặc điểm chuyển động là phù sa lơ

lửng và phù sa đáy (di đẩy). Sự phân loại này chỉ có tính tương đối do trạng thái lơ lửng của hạt vật chất phụ thuộc: 1- Đặc tính bản thân hạt (độ thô thuỷ lực); 2- Đặc điểm thuỷ lực khối nước. Độ thô thuỷ lực của hạt là tốc độ rơi đều của nó trong nước tĩnh, phụ thuộc vào kích thước, hình dạng, trọng lượng riêng của hạt, mật độ hạt cũng nhưđộ nhớt và mật độ nước. Độ thô thuỷ lực (w) được tính bằng công thức:

w = [d.(ρ - 1). β-1]1/n (2.9) trong đó: d- đường kính hạt; ρ- mật độ hạt; n,

β - tham số thực nghiệm:

Khi d <0,2 cm n=1,2 β = 0,007 Khi d >0,2 cm n = 2 β = 0,006

Khi thành phần thẳng đứng của vận tốc nước lớn hơn hoặc bằng độ thô thuỷ lực của hạt thì nó sẽ ở trạng thái lơ lửng.

Phù sa lơ lửng lại phân thành hai loại là: 1- Chất tạo lòng, chiếm đa số; 2- Chất không tạo lòng, kích thước nhỏ (<0,005 mm), luôn luôn ở trạng thái lơ lửng mà không phụ thuộc đặc tính thuỷ lực của nước. Theo độ sâu các hạt nhỏ phân bố tương đối đồng đều trong khi phân bố hạt lớn tăng dần khi đi xuống sâu. Vận tốc dòng chảy càng lớn thì phân bố phù sa lơ lửng theo độ sâu càng đều. Xuôi dọc sông lưu lượng phù sa tăng nhưng độ thô thuỷ lực và độđục giảm do giảm vận tốc và hạt bị mài mòn trong quá trình chuyển động.

Phù sa đáy chuyển dịch theo ba cách trượt, lăn và nhảy cóc tuỳ theo đặc điểm bề mặt đáy, hình dạng, kích thước và trọng lực hạt, tốc độ nước vùng sát đáy, tuân theo quy luật Eri: trọng lượng hạt lăn tỷ lệ với luỹ thừa bậc sáu của tốc độ. Giả sử tỷ lệ tốc độ dòng chảy sông giữa vùng hạ lưu và thượng lưu là 1:4 thì tỷ lệ trọng lượng các hạt chuyển dịch tại hai đoạn sông này là 1: 4096, do đó phù sa sông đồng bằng thường là cát nhỏ, trong khi phù sa sông miền núi có cả cuội, sỏi, đá tảng.

Sức tải cát của dòng là lượng phù sa mà dòng nước có thể mang được ứng với mỗi trạng thái động lực (vận tốc) cụ thể. Vận tốc thay đổi khả năng tải cát của dòng cũng thay đổi. Khi lượng phù sa thực tế lớn hơn sức tải cát thì sẽ xảy ra bồi lắng phần vượt trội. Còn khi sức tải cát lớn hơn lượng phù sa thực tế trong sông thì năng lượng dư sẽ bị hướng vào công phá bờ đáy gây xói mòn và bổ sung phù sa để tạo cân bằng. Có rất nhiều công thức lý thuyết, bán kinh nghiệm và kinh nghiệm để tính sức tải cát của dòng nước. Tuy nhiên các công thức cho những kết quả tính toán không giống nhau và chưa sát với giá trị thực đo.

Chếđộ phù sa trong năm phụ thuộc đặc điểm nguồn cung cấp phù sa, chếđộ mưa và chế độ nước sông. Mùa kiệt độđục và lưu lượng bùn cát đều nhỏ và ít biến động. Ở Việt Nam độ đục các sông nhỏ 10 - 50g/m3, sông lớn 50 - 200g/ m3. Đầu mùa lũ độđục và lưu lượng phù sa đều tăng mạnh, đường quá trình phù sa có dạng răng cưa nhiều đỉnh, phù hợp với đường quá trình nước. Trên các sông nhỏ miền núi, đỉnh đường quá trình phù sa thường xuất hiện cùng hoặc sau đỉnh lũ; Trên các sông lớn đồng bằng - xuất hiện trước.

Phù sa sông ngòi là lượng vật chất có giá trị dinh dưỡng cao và nguồn cung cấp cho các quá trình bồi lắng hình thành một số dạng địa hình. Kích thước phù sa lơ lửng thích hợp nhất ˜ 0,15mm, lớn hơn sẽ gây bồi lắng kênh, nhỏ hơn gây màng bít lỗ rỗng của đất.

Chương 3

TÀI NGUYÊN NƯỚC H VÀ H CHA

3.1 Tài nguyên nước h

Hồ là những phần trũng của địa hình có nước tĩnh thường xuyên. Trên thế giới có khoảng 2,8 triệu hồ tự nhiên, trong đó có 145 hồ có diện tích mặt nước trên 100km2, chứa 95% tổng lượng nước các hồ. Hồ hiện chứa 0,313% thể tích nước ngọt lục địa, gấp khoảng 6 lần lượng nước có trong các hệ thống sông. Riêng Bai Can, hồ sâu nhất thế giới, đã chứa 23.000km3 nước, bằng gần 1/4 tổng lượng nước các hồ và bằng 1/10 lượng nước ngọt toàn cầu. Không phải tất cả các hồ trên thế giới đều chứa nước ngọt. Biển hồ Caxpiên là một hồ nước mặn, hồ

Chết là hồ chứa loại nước mặn nhất thế giới.

Đặc trưng hình thái quan trọng nhất của hồ là diện tích mặt nước và dung tích hồ. Chúng biến đổi theo sự thay đổi độ cao mặt nước hồ (hoặc độ sâu). Đối với những hồ có bờđáy ổn

định, quan hệ giữa diện tích mặt nước và dung tích hồ với độ sâu tương đối ổn định và được biểu diễn dưới dạng bảng hoặc đồ thị. Diện tích mặt hồ càng lớn, khả năng trao đổi chất và năng lượng với khí quyển càng lớn, trong đó đáng lưu ý là những quá trình như bốc hơi, xâm nhập ôxy từ khí quyển, đốt nóng, sóng... Chiều dài đà gió càng lớn thì sóng do gió càng cao, tạo ra sự xáo trộn sâu hơn trong tầng mặt và tạo nước dồn sinh dòng chảy do gió. Tỷ lệ dung tích trên độ sâu hồ càng lớn thì chếđộ nước trong hồ càng ổn định, đồng thời sự phân bố các

đặc trưng thuỷ lý, thuỷ hoá, thuỷ sinh và chếđộđộng lực càng kém đồng nhất.

Bảng 3.1. Các hồ lớn trên thế giới Hồ Di(kmện tích 2) Độnh sâu lất (m) ớn Hồ Di(kmện tích 2) Độnh sâu lất (m) ớn Caxpiên Thượng Victoria Aran Hurôn 371.795 82.362 69.485 65.527 59.570 995 406 81 68 229 Misigân Tanganyika Gấu lớn Baican Nyatxa 58.016 32.893 31.792 30.510 29.604 282 1.417 413 1.620 678 Mực nước hồ là hàm của các yếu tố sau:

Đặc điểm chu kì nước nhiều năm.

Tương quan giữa lượng nước đến và nước đi.

Đặc điểm mặt nước hồ. Chếđộđộng lực trong hồ. Hoạt động kiến tạo, địa chấn.

Dao động mực nước hồ chia thành ba loại:

Dao động tuyệt đối, có tính quy luật, là dao động có liên quan tới sự thay đổi trữ lượng nước hồ do các tác nhân khí hậu, biên độ dao động lớn.

Dao động thế kỷ, liên quan tới hoạt động nâng lên hạ xuống của bề mặt Trái Đất, diễn ra chậm.

Dao động tương đối, bất thường, diễn biến nhanh, như sóng, nước dồn. Loại dao động thứ ba này có đặc điểm quan trọng là có thể mang tính khu vực, làm cho mặt nước hồ không bằng phẳng và không nằm ngang.

Dòng chảy trong hồ có vai trò làm tăng xáo trộn trong khối nước, do đó nó là một nhân tố

tích cực cho quá trình tự làm sạch và đồng nhất các đặc trưng thuỷ lý, thuỷ hoá theo không gian. Chếđộ dòng chảy thường xuyên trong hồ có nhiều điểm phân biệt với chếđộ dòng chảy trong sông như:

Vận tốc không lớn.

Dòng chảy thường khó phân bố trên toàn mặt cắt ngang

Hướng dòng chảy phân tán, phụ thuộc phức tạp vào vị trí điểm nước vào ra hồ, lưu lượng

Một phần của tài liệu Giáo trình tài nguyên nước nguyễn thị phương loan (Trang 47)

Tải bản đầy đủ (PDF)

(105 trang)